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Geofísica
MECANISMOS DE FUSIÓN PARCIAL EN ROCAS CORTICALES (ANATEXIA DE
METAPELITAS)
La composición mineral de una roca ígnea en un sistema estable, es característica
de unas condiciones de P, T y composición de la fase fluida (Xf). Cualquier cambio
en estas tres variables determina necesariamente un cambio composicional. Las
condiciones de P-T-Xf que determinan un cambio en el estado de la roca ígnea (de
sólido a líquido) son reacciones minerales que generan fundido y son específicas de
la composición de la roca. A la reacción que determina este cambio se le denomina
Solidus. Existirán por tanto, tantos solidus como composiciones iniciales
consideremos. No obstante, generalmente se consideran dos solidus, uno
representativo de la composición media de la corteza continental (solidus granítico)
y otro para las rocas de corteza oceánica y manto litosférico (solidus basaltoperidotita).
Mecanismos de fusión de una roca
Suele pensarse que un magma, como fuente generadora de rocas, es fruto de un
calentamiento en la corteza. Sin embargo, como veremos a continuación, este es
uno de los mecanismos que controlan la fusión pero no es el más abundante.
Como recoge la figura, tres son los mecanismos que permiten que se inicie la
fusión, es decir que las condiciones superen las marcadas por el solidus de la
composición estimada. Los mecanismos son:
(a) Aumento de la temperatura, (b) Descenso de presión y (c) Cambio en la
composición, generalmente introducción de volálites en la roca (H2O como fase
mayoritaria, aunque también es importante el CO2 en las rocas de composición
carbonatada).
Aumento de Temperatura
El aumento de temperatura puede estar generado por la introducción de una fuente
adicional de calor de fusión en la roca (e.g. aumento del gradiente geotérmico,
calor generado por deformación, etc.) o por la producción interna de calor que
poseen todos los sólidos (i.e. desintegración radioactiva). El calor procedente de la
desintegración radioactiva oscila entre 0.8 y 1.3 J/gC, mientras que el calor de
fusión es aproximadamente 300 veces mayor, 270-420 J/gC. Por tanto para un
aumento de energía térmica de 100 J un gramo de roca aumenta 100C su
temperatura, lo que produce sólo una decena de gramos de fundido. En otras
palabras, la fusión de una roca es un proceso que consume mucha energía térmica,
generando pequeñas cantidades de material fundido.
Las velocidades medias de producción de calor por desintegración radioactiva son
muy bajas, así en un granito es de 3.4 x 10-5 J/g a–o y en una peridotita 3.8 x 108 J/g a–o. Así un cuerpo granítico que tuviese una temperatura inicial 300C por
debajo del solidus, alcanzaría la fusión mediante este proceso sólo después de 1020 Ma, y un cuerpo de peridotita tras 10-20 Ga (10000-20000 Ma!). Por tanto
puede concluirse que el calor procedente de la desintegración de elementos
radioactivos no genera perturbaciones significativas en las T de las rocas terrestres
como para alcanzar la fusión.
Otra fuente de calor de fusión es aquella que se libera durante la deformación de
las rocas (e.g. "frictional heating"). La deformación de una roca por compresión
debido a la carga de las rocas suprayacentes, es un proceso que se solo aumenta la
T unas decenas de grado por kilometro.
En definitiva, puede concluirse que ninguno de los procesos geológicos
mencionados (calor por desintegración de elementos radioactivos, o por fricción)
produce una variación significativa de la T, que permita alcanzar las condiciones del
solidus en las rocas de la corteza y manto terrestres.
Descenso de Presión
Ya que casi todas las reacciones de fusión (solidus seco o húmedo) tienen una
pendiente positiva en un diagrama P-T, la descompresión de una roca puede
generar fusión si su temperatura estaba próxima al solidus (cf. figura anterior).
La descompresión puede producirse por ascenso gravitatorio de rocas menos
densas hacia niveles corticales superiores (e.g. ascenso de manto bajo una zona de
dorsal oceánica o en un rift intra-continental). Veamos el caso de una roca
peridotítica del manto que sufre un ascenso adiabático (i.e. ascenso aislado
térmicamente de las rocas de alrededor, y dónde el único cambio de T en el sistema
está producido por el descenso de presión). Como la trayectoria adiabática seguida
por la roca es de mayor pendiente que el solidus, se producirá intersección entre
ambas (pto. B') comenzando la fusión a esa P y T. Al continuar la descompresión,
prosigue la fusión y la peridotita a la par que el manto asciende va disminuyendo
de T (i.e. se va enfriando el fundido), lo que se expresa en que la trayectoria de la
roca está próxima al solidus.
Con el valor de pendiente media del solidus mostrado en la figura (15 MPa/C), un
descenso en presión de 15 MPa en 500 m, produciría 1 J/g de calor de fusión. Si se
quiere alcanzar un 30% de fusión parcial en la peridotita (este es el porcentaje
estimado para el manto en las regiones de rift oceánico), el manto tendría que
ascender unos 60 km antes de intersectar con el solidus.
Cambio en la Composición: el Agua
La introducción de agua en la composición de las rocas determina siempre una
migración del solidus hacia temperaturas más bajas. Si el manto original (B) se
enriquece en agua, el descenso en temperatura del solidus podría ser lo
suficientemente importante como para que en B la peridotita estuviese
parcialmente fundida.
Se piensa que el manto situado sobre una placa buzante, en las zonas de
subducción, se enriquece en agua por deshidratación de la corteza oceánica
subyacente (en la corteza oceánica existen diversos minerales hidratados; como
anfíboles, micas, epidota, etc.). El agua liberada a partir de los minerales
hidratados de la corteza oceánica, asciende hacia el manto litosférico de la placa
superior rebajando el solidus de las peridotitas y produciendo fusión isotermal (i.e.
bajo la misma T).
Reacciones solidus en sistemas graníticos
El origen de los granitos ha sido materia de controversia casi desde los orígenes de
la Geología. Sólo a partir de los avances en petrología experimental y el estudio
geofísico de las zonas de subducción, se han podido formular modos plausibles de
generación de los granitos. Existe acuerdo general en pensar que estos proceden
de la diferenciación sucesiva de líquidos formados a partir de fusión de la corteza
continental (e.g. Brown, 1973; Fyfe, 1973; Presnall and Bateman, 1973). Veamos
algunos datos que permiten sustentar esto.
La imposibilidad de generar líquidos graníticos por fusión parcial de un manto
peridotítico o de corteza oceánica basáltica subducida se demuestra por la ausencia
de rocas graníticas en regiones oceánicas. Otra prueba adicional de esto lo
constituye los estudios experimentales, que muestran que tanto cuarzo como
coesita a P> 3 GPa aparecen en un rango de condiciones próximas a las del solidus
de magmas graníticos. Por tanto estos líquidos no pueden ser el resultado de la
fusión parcial de peridotitas y basaltos a esas presiones. Además los líquidos
graníticos no deben de formarse por fusión primaria de sedimentos cuarzofeldespáticos subducidos, ya que a presiones superiores a 1 GPa, los líquidos que se
forman en equilibrio con cuarzo y feldespato potásico no tienen la composición de
los granitos.
Los experimentos realizados en sistemas graníticos se han realizado generalmente
bajo condiciones saturadas en agua (i.e. con H2O), aunque esto no debe tomarse
como evidencia de que los magmas graníticos se generan siempre bajo estas
condiciones. El solidus granítico saturado en agua (i.e. el que nos daría fusión
parcial para una roca de composición pelítica) es una curva de pendiente negativa
en el diagrama P-T (i.e. se alcanza la fusión a menor T y mayor P, y viceversa).
Esto determina que durante una descompresión, como la analizada para las
peridotitas, el granito en lugar de fundirse cristalizaría.
Si los magmas graníticos estuviesen saturados en agua difícilmente tendríamos
granitos en los niveles altos de la corteza continental. Esta y otras razones hacen
pensar que los fundidos graníticos, aún no siendo saturados en agua, tienen
cantidades variables de fundidos. Esto significa que las curvas de solidus graníticos
a utilizar tienen pendiente positiva. En la figura anterior, el contenido en fluidos
aumenta de las rectas 1 a 2.
Todos los argumentos anteriores indican que los magmas graníticos pueden
originarse por fusión parcial de rocas pobres en agua de la corteza inferior y media.
Las rocas fuente de estos magmas poseen como minerales mayoritarios: mica,
anfíboles, feldespato y cuarzo, con contenidos en agua que deben ser inferiores al
1-2% H2O.
Las reacciones que constituyen el solidus granítico, son diferentes en función del
mineral índice que funda. En conjunto todas estas reacciones forman una banda
solidus, con pendiente positiva en un diagrama P-T (ver el diagrama PT adjunto a
esta cuestión). Algunas de estas reacciones, características del tránsito desde el
metamorfismo de alto grado (en facies migmatitas) a las condiciones en las que se
originan los magmas graníticos, son las siguientes:
Isograda Moscovita-out:
Moscovita + Cuarzo + Plagioclasa-Na = Sillimanita + Feldespato Potásico + Líquido
Isograda Biotita-out:
Biotita + Cuarzo + Plagioclasa-Na = Feldespato Potásico + Piroxeno + Líquido
Los primeros fundidos en generarse guardan poca relación con la composición
original de la roca madre del magma, no obstante una vez avanzado el proceso de
fusión parcial los fundidos siguientes tienden a tener la composición original de la
roca que se funde. En función de las curvas experimentales de fusión de los
silicatos mayoritarios, se deduce que los fundidos más superficiales, y por tanto
menos calientes, se originan a expensas de moscovita y son granitos potásicos. A
mayores profundidades, donde los fundidos graníticos formados son más calientes,
el magma granítico se forma a partir de biotita y anfíbol y es de composición
granodiorítica o diorítica rica en Ca-Na.
Se puede concluir que el ascenso de magmas básicos, de composición andesítica y
basáltica, procedentes de la placa oceánica que subduce, determinan un aporte
adicional de calor de fusión en la corteza continental suprayacente. Este aporte de
calor determina que en las rocas de la corteza inferior se alcancen las condiciones
del solidus. Este hecho está apoyado en que las temperaturas del solidus de
magmas de composición básica (aprox. 1200C) son mucho más altas quelas de los
magmas graníticos (aprox. 700-1000C), lo que permite que los primeros puedan
aportar calor de fusión adicional a las rocas de la corteza continental inferior.
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